中深埋厚煤層開采地下水位動態變化規律及形成機制

侯恩科，謝曉深，王雙明，龍天文，石增武，楊 征，黃永安，謝永利，陳 真，白 坤，馬 越，郭亮亮，王 崗

(1.西安科技大學 地質與環境學院，陜西 西安 710054; 2.陜西省煤炭綠色開發地質保障重點實驗室，陜西 西安 710054; 3.陜西陜煤榆北煤業有限公司，陜西 榆林 719000; 4.陜西小保當礦業有限公司，陜西 榆林 719302;5.陜西省一八五煤田地質有限公司，陜西 榆林 719000)

煤炭作為我國的主體能源在短期內不會發生改變[1-3]。隨著煤炭工業戰略的西移，陜西、內蒙古西部、新疆以及寧夏等西部地區已經成為我國煤炭主產地[4]。然而，西部地區水資源缺乏，生態環境脆弱，采煤對水資源和生態環境帶來的負面影響大于東部地區，“煤-水”問題已成為制約西部煤炭高質量發展的重要難題。緩解“煤-水”矛盾、維持煤炭開采與水資源保護之間的協調關系已成為西部煤礦實現綠色開采的主要任務[5]。

陜北煤炭基地是我國14個大型煤炭基地之一，也是黃河流域九大煤炭基地的重要組成部分[6]。煤炭資源儲量大、煤質優良，開發利用程度高，水資源相對缺乏。分布于第四系的薩拉烏蘇組和風化基巖中的地下水不僅是該區工農業生產、居民生活的水源、也是維系生態環境的重要基礎。近年來，在煤炭資源綠色開采理念和保水采煤理論的指導下，國內外眾多學者在采煤對地下水影響和水資源保護等方面取得了較為豐富的研究成果。

采煤對地下水影響方面，王雙明等[7]揭示了陜北生態脆弱礦區內薩拉烏蘇組潛水含水層、燒變巖含水層等重要地下含水層的賦存特征及采煤對水位變化的控制作用;筆者等[8]利用數值模擬和理論分析揭示了淺埋煤層開采對風化基巖含水層流場的影響規律;趙春虎等[9]揭示了采煤對地下水動力場的影響規律，得出了地表水和地下水轉化關系和轉化量的主要原因;范立民等[10]對比了陜北榆神府礦區開采20 a前后地下水埋深數據，揭示了風化基巖水、潛水對高強度開采的響應特征；柳寧等[11]利用水文數值模擬方法探討了榆神府礦區煤炭開采對地下水資源和流場的影響，圈定了降落漏斗的范圍和持續時間;李濤等[12]為評估沙漠淺灘區大規模開采對潛水的影響，利用73口水文鉆孔，構建了榆神礦區水文地質數值模型，認為3期、4期規劃區煤炭開采對生態潛水的影響不大;仵撥云等[13]明確了榆神府礦區重點煤礦潛水的排泄方式和條件，分析了煤炭開采后對潛水埋深的影響特點;彭捷、孫魁等[14-15]通過資料收集和實地調查，揭示了采動對潛水含水層、洛河組含水層的影響規律及其附加的生態環境效應，認為高強度開采是潛水資源量減少的主要驅動因素，也是使環境趨向脆弱的主要原因。

在水資源保護方面，范立民等[16-17]針對陜北煤炭開采水資源保護問題提出了“保水采煤”的研究思路，為緩解“煤-水”矛盾指明了方向，并依此提出了西北地區保水開采影響因素識別和權重分析方法。王雙明等[10]揭示了潛水埋深與生態環境的關系，提出了“生態水位”的概念，為生態脆弱區煤炭開發與水資源保護提供了理論指導。筆者[18]在原有“保水采煤”思想的基礎上，將礦井水綜合利用納入其中，拓展了“保水”的理念，并針對榆神府礦區提出了保水采煤途徑。李文平等[19]通過分析生態—水—煤系地層空間賦存結構，劃分了榆神礦區生態地質環境類型，提出了4種保水采煤環境工程地質模式。鄧念東等[20]以榆神礦區500多個鉆孔資料為基礎，以洛河組為保水采煤目標層，將榆神礦區劃分了5個保水采煤工程地質條件區。CHEN等[21]利用多種數學方法以地表泉為介入點預測了檸條塔煤礦地下水資源賦存特點。

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1 研究區開采地質條件

01工作面是礦井首采工作面，走向長4 560 m，傾向長350 m，采用綜合機械化一次性采全高的方式回采2-2煤層，開采厚度5.47～6.10 m，平均開采厚度5.80 m，開采深度280～380 m，平均采深302 m，按照文獻[23]，煤層開采深度<150 m的為淺埋煤層，>600 m的為深埋層，因此，01工作面屬中深埋厚煤層綜采工作面。

2-2煤層頂板為延安組第5段巖層，巖性以粉砂巖、泥巖為主。延安組之上為侏羅系直羅組巖層，厚度50～90 m，平均厚度約為80.0 m;安定組巖層位于直羅組之上，厚度30～90 m，平均厚度約為52.3 m，安定組上段巖層為風化基巖，是一層獨立、重要的承壓含水層。保德組紅土與安定組巖層不整合接觸，位于風化基巖之上，厚度50～90 m，平均厚度約為65.0 m，是區內重要的隔水層;第四系薩拉烏蘇組沙土層位于紅土之上，局部蘊含豐富的潛水資源。地表則被風積沙覆蓋。薩拉烏蘇組沙土層和風積沙層厚度在3.30～29.24 m，平均8.50 m(圖1)。

圖1 工作面地層結構Fig.1 Stratigraphic structure diagram of working face

2 含水層水位觀測方案及發育特征

2.1 觀測方案

為準確掌握01工作面回采過程中風化基巖水和潛水的動態變化規律，選取距工作面開切眼2 243～3 243 m段作為監測段。采用“十”字布線原則布設了傾向、走向2條地下水觀測剖面線，分別為A—A′剖面線和B—B′剖面線。A—A′剖面線距開切眼2 643 m，長1 920 m，共布設16個水文孔，孔距在100～300 m。B—B′剖面線長1 000 m，共包含7個水文孔，其中，F5和S5孔是2條剖面線共有孔。以200 m的等孔距順回采方向布設。以“F”作為編號的水文孔觀測風化基巖含水層水位，以“S”作為編號的水文孔觀測潛水含水層水位(圖2)。

圖2 鉆孔布置Fig.2 Borehole distribution map

2.2 含水層發育分布特征

(1)風化基巖含水層發育分布特征。繪制了A—A′剖面線水文地質剖面簡圖(圖3)。從圖3可以看出，風化基巖層在監測段內均有分布，初始水位標高在1 267.278～1 291.730 m，水位埋深在2.82～19.96 m，呈西南高、東北低的態勢，表明風化基巖含水層水由西南向東北流動。抽水試驗資料顯示:風化基巖含水層單位涌水量0.012 4～1.278 8 L/(s·m)，滲透系數0.046 7～1.141 6 m/d，富水性不均勻。研究區及其鄰近區域以往水位長觀孔觀測數據顯示，回采前即天然狀態下風化基巖含水層水位處于波動狀態，其中1—6月水位下降，7—9月水位上升，10—12月水位基本不變，年最大變幅為0.65 m。

(2)潛水含水層發育分布特征。繪制了B—B′剖面線的水文地質剖面簡圖(圖4)。從圖3，4可以看出，監測段內潛水含水層特征為:① 潛水含水層分布極不均勻，受保德組紅土頂界面形態控制，工作面傾向上潛水賦存在S3孔至S7孔之間的區域內;走向上S16孔前方約500 m為潛水賦存邊界;② 含水層厚度分布不均，為0.74～11.07 m，平均為4.98 m，紅土頂界低洼處，含水層厚度較大;③ 初始潛水位標高在1 276.726～1 279.430 m，埋深在1.5～13.5 m，逆回采方向流動，于地表低洼處出露，形成地表海子(地表積水)；④ 研究區及其鄰近區域以往水文長觀孔觀測數據顯示天然狀態下潛水含水層水位隨氣候變化而處于波動狀態，其中雨季(6—10月)水位上升，旱季(11—5月)水位下降，年變幅小于0.5 m。

3 地下水位動態變化規律

3.1 風化基巖含水層水位動態規律

從圖5可以看出，01工作面回采過程中，F11孔風化基巖含水層水位基本與初始水位保持一致，未發生明顯變化，其余孔內的風化基巖含水層均受到采動影響。在采動影響范圍內，風化基巖含水層水位具有相對統一的變化過程，均表現出“先下降后回升”的動態規律，且恢復至初始水位。風化基巖含水層動態變化數據見表1。

表1 風化基巖含水層動態變化數據Table 1 Data of dynamic change of weathered bedrock aquifer

結合工作面回采位置，根據風化基巖含水層水位受采動影響表現出的動態規律，將其劃分為3個階段:① 快速下降階段;② 回升恢復階段;③ 穩定波動階段。

從物候期觀測結果分析，各類月季均能正常發芽、開花、結果，在未采取冬季防凍、旱的情況下，除冷香玫瑰外，其余各品種均不能正常越冬，在西寧地區引種栽培均需采取防凍、旱措施。

圖6 水位快速下降階段相關關系曲線Fig.6 Correlation curves of water level in rapid decline stage

(2)回升恢復階段。此階段處于快速下降階段之后。風化基巖含水層在側向補給作用下水位開始逐漸回升，直至恢復至初始水位。恢復至初始水位的時間是在工作面回采過A—A′剖面線下方后的88～122 d。

本文使用LDC1000 金屬探測傳感器快速跟蹤直徑為0.8 毫米的鐵絲形成的跑道，對幾個模塊的選擇進行了比較，分析了各模塊的工作原理及優缺點，并對跟蹤算法進行了詳細設計和分析，保證了跟蹤的可靠性，并且還提高了小車的跟蹤速度。最終結果表明，所設計的跟蹤車能夠快速穩定地跟蹤，在檢測到硬幣時可以發出警報，并且智能小車可以在行駛時實時顯示時間和里程。但是自動循跡過程中偶爾會存在沖出賽道以及蜂鳴器誤報現象，其中有可能存在元器件性能不穩定、接觸不良、接線不穩等情況，也存在程序不夠優化，未能找到最佳參數，使時間不是最優。

從圖7(a)可以看出，水位平均回升速率在1.08～8.68 cm/d。此階段持續時間與水文孔距工作面中心距離呈近似的正態分布，即越靠近工作面中心風化基巖含水層受采動影響越嚴重，含水層水位回升恢復的時間越長。在不考慮水文孔位置方向的基礎上，2者擬合后的函數表達式為:y=74.4exp(-x/182.58)+31.73，R2=0.64;水位平均回升速率與距工作面中心距離存在負相關關系，但無明顯函數關系(圖7(b))。

圖7 回升恢復階段相關關系曲線Fig.7 Recovery phase correlation curves

此外，就面內水文孔而言，回升恢復階段又可分為2個亞階段，分別是波動回升階段和穩定回升階段。其中，波動回升出現在回升恢復階段早期，該階段內風化基巖含水層水位呈較大的波動起伏變化，但總體表現為上升趨勢。從表2可以看出，F4，F5和F6孔波動回升階段時間分別為34，67和47 d，說明越靠近工作面中心波動回升階段的時間越長。穩定回升出現在波動回升階段之后，是回升恢復的后期階段。該階段內風化基巖含水層水位以一個相對穩定的回升速率持續升高直至恢復至初始水位。

學界好論朱子晚年之論，卻不知象山也有晚年之論。晚年之象山一改中年之學風，內外兼修，再無偏頗之弊。須知晚年象山最大的兩件事，一是要注經立說，二是要處理荊門軍政，此兩者皆側重外王事業，可見其當時的心境與思想已有所轉變。實則晚年陸九淵之學術思想已與朱子無大異，若能哲人多壽，自能會同一致。但以陸九淵晚年之生平與文獻而言，已能見其會同之規模與梗要。

表2 面內鉆孔各階段持續時間Table 2 Duration of each stage of in-plane drilling d

(3)穩定波動階段:該階段風化基巖含水層水位變化特征為:含水層水位恢復至初始水位后，不再發生突然性變化或者單趨向的持續性變化，而是圍繞初始水位呈現小幅度的波動性變化，波動幅度一般在初始水位的±0.5 m范圍內。

3.2 潛水含水層水位動態變化規律

3.2.1B—B′剖面線潛水位動態變化規律

從圖8可以看出，在B—B′剖面線上鉆孔潛水位隨回采均表現出“先下降后回升”的動態特征。從表3可以看出，B—B′剖面線各水文孔達到最低水位的時間分別是回采位置過孔后的26，13，27，33，23和25 d，平均為25 d;水位降深在1.679～4.192 m，平均為3.174 m，水位平均下降速率在6.46～23.61 cm/d。

表3 B—B′剖面線潛水含水層動態變化數據Table 3 Dynamic change data of phreatic aquifer in B—B′ profile

圖8 B—B′剖面線潛水位變化曲線Fig.8 Variation curves of phreatic water level in B—B′ profile

當水位下降至最低后，潛水位開始回升，分別于過孔后的138，25，90，102，90和73 d回升至最高水位但仍低于初始水位，水位平均回升速率在0.81～4.44 cm/d。之后潛水處于波動狀態，波動幅度小于0.50 m。潛水位穩定后，各水文孔穩定水位與初始水位相比仍具有差值，范圍在0.665～3.318 m，平均為2.360 m，且越接近潛水上游，水位降深越大。

3.2.2A—A′剖面線潛水位動態變化規律

針對性訓練1：一條多肽鏈的分子式為C22H34O13N6，其徹底水解后，只得到下列下列3種氨基酸：谷氨酸（C5H9O4N），甘氨酸（C2H5O2N），丙氨酸（C3H7O2N）。則該多肽鏈徹底水解可產生多少個丙氨酸？ （ ）

圖9 A—A′剖面線潛水含水層水位變化曲線Fig 9 Water level variation curve of phreatic aquifer along A—A′ profile

表4 A—A′剖面線潛水動態變化數據Table 4 Dynamic change data of phreatic aquifer in A—A′ profile

4 地下水位動態變化的形成機制

4.1 風化基巖含水層水位動態變化機制

以往研究表明，風化基巖含水層結構受到直接損傷即導水裂隙貫通風化基巖層是導致其水位發生變化和水資源量減少的主要因素[9]。為揭示01工作面覆巖結構損害特征與水位動態變化之間的聯系，筆者利用覆巖“三帶”探查孔揭露的資料和不間斷、連續的GNSS地表移動變形自動觀測數據(每隔2 h獲得1個地表移動觀測數據)，分析工作面采動含水層結構損害與風化基巖含水層水位動態變化之間的聯系，探討地下水位動態變化的機制。其中XSD7覆巖“三帶”探查孔位于S12孔和S5孔中間，GNSS地表移動自動觀測站布設在距S5孔5 m處，具體如圖2所示。

1.5.2 質譜條件。離子源：電噴霧離子源 ESI；掃描方式：負離子(ESI-)掃描；檢測方式：多反應監測模式(MRM)；噴霧電壓：-4 500 V；離子源溫度：550 ℃；氣簾氣壓力：206.8 kPa；霧化氣壓力：379.2 kPa；輔助加熱氣壓力：379.2 kPa。碰撞氣CAD：Medium。

4.1.1風化基巖含水層結構損害特征

潛水含水層處于彎曲下沉帶上段，距離地表較近，且地表裂縫未發育至潛水含水層內。為揭示潛水含水層水位變化與地表下沉的關系，筆者利用S5孔處GNSS地表下沉自動監測數據和S5孔潛水含水層水位變化規律，繪制了潛水變化和地表下沉關系圖(圖14)。從時間尺度上看，潛水位的快速下降和回升與地表下沉具有同時性，即地表開始下沉時，潛水位開始下降，下降幅度基本一致。

以鉆孔巖芯取樣、沖洗液消耗量觀測和鉆孔電視3種方法綜合探查出覆巖“兩帶”(導水裂隙帶)發育高度為157.39 m，其中垮落帶高度為30.47 m(圖10)。導水裂隙帶頂界距離地表的垂直高度為156.61 m，風化基巖底界距離地表垂直高度為99.60 m，導水裂隙帶未發育至風化基巖層中，2者仍有57.01 m的垂直高度差。表明工作面采動后，風化基巖含水層未被導水裂隙切穿，含水層結構不會發生損害。

圖10 導水裂隙帶探測結果Fig.10 Detection of water-conducting fracture zone

4.1.2水位變化與巖層下沉之間的耦合關系

以上成果豐富了煤炭開采地下水保護方面理論研究，但對綜采工作面開采過程中地下水位的動態變化規律尚無系統觀測、研究。筆者以榆神礦區3期規劃區中部的某礦首采工作面(01工作面)為研究區，以風化基巖含水層和潛水含水層為研究對象，通過布設水文長觀孔觀測揭示采動過程中風化基巖水和潛水的動態變化規律，結合覆巖損害特征，闡明其動態變化機理，為煤礦區水資源保護提供借鑒。

圖11為工作面內F5孔風化基巖水位動態變化和風化基巖層下沉、地表下沉之間的關系。風化基巖含水層水位變化與地表下沉不具有同時性，即2者變化速率之間存在時間差，原因在于風化基巖層位于彎曲下沉帶下段，其彎曲下沉量大于同一時間的地表下沉量，借助地表下沉量曲線可近似推斷出風化基巖層下沉曲線(圖11中紅色曲線)。由圖11可以看出，風化基巖含水層水位變化與風化基巖層下沉具有了整體的同時性，風化基巖層開始劇烈下沉時，水位下降速率也隨之加快。

圖11 風化基巖含水層水位及其下沉曲線Fig.11 Water level of weathered bedrock and subsidence curve

進一步分析發現，風化基巖含水層水位動態變化規律與風化基巖層下沉速度密切相關(圖12)。當工作面回采位置距F5孔39.8 m時，風化基巖層下沉速度超過10 mm/d，風化基巖水位開始緩慢下降;當工作面回采過F5孔下方10 m時，風化基巖層下沉速度達到136 mm/d，水位下降速率也急劇增加，由原來的152 mm/d增加至1 045 mm/d。當風化基巖層下沉速度逐漸增大并達到峰值234 mm/d時，風化基巖含水層水位完成快速下降階段，水位達到最低值。其后，風化基巖層下沉速度開始減小，而風化基巖含水層在側向補給作用下水位開始回升，進入波動回升階段。當風化基巖層下沉速度趨于0時，風化基巖含水層水位進入穩定回升階段，開始以一個相對穩定的回升速率恢復至初始水位。

圖12 風化基巖含水層水位及其下沉速度曲線Fig.12 Water level and subsidence velocity curve of aquifer in weathered bedrock

4.1.3水位動態變化機制探討

(1)風化基巖含水層水位下降原因分析。工作面內風化基巖含水層未被導水裂隙貫穿，不會沿導水裂隙流入采空區，但其水位變化又與風化基巖層下沉密切相關。因此，推斷認為風化基巖含水層主要是以下原因造成的:① 風化基巖層下沉。風化基巖層的下沉速度較快，水位會在短時間內因補給不及時而隨巖層發生下降；② 臨時性的覆巖裂隙和離層。據《開采損害學》[24]介紹，彎曲下沉帶基本呈整體移動特征，但在其下部會出現離層，也具有充水功能。因此，認為在風化基巖層劇烈下沉階段產生了不導水的臨時性細小裂隙和離層，風化基巖含水層水會進入下部離層空間和臨時性裂隙中，進而導致其水位下降。采動過程中風化基巖水位最大降深大于同時期風化基巖層下沉量說明了這一問題;③ 巖石結構的改變。彎曲下沉會在一定程度上改變巖石結構，比如孔隙數量、原生裂隙數量等，增大儲水能力，進而造成水位下降。

工作面外風化基巖含水層水位無超前下降和突變現象，均以小于50.0 mm/d的速率持續穩定下降則是其向工作面內風化基巖含水層進行穩定的側向補給導致的。

地表下沉:潛水賦存在薩拉烏蘇組沙土中，無承壓性，短時間內因側向補給的不及時其水位標高會隨著地表下沉而下降，但其水位埋深基本不會發生變化，S5孔潛水位最大降深與地表下沉量基本一致說明了這一問題。

工作面外鉆孔內風化基巖含水層水位是在更遠處含水層側向補給的作用下恢復至初始水位的。

4.2 潛水含水層水位動態變化機制

4.2.1潛水含水層結構損害特征

(1)快速下降階段。風化基巖含水層水位表現出持續快速下降的變化特征，日平均下降速率在0.86～95.91 cm，一般在工作面回采過A—A′剖面線下方后的7～68 d內，水位達到最低。由圖6(a)可以看出，該階段持續時間(回采位置在A—A′剖面線正下方至水位降至最低的時間)、水位最大降深和水位平均下降速率與水孔距工作面中心距離呈正態分布。風化基巖含水層水位平均下降速率和水位最大降深由工作面中心向兩側逐漸減小直至穩定，與鉆孔距工作面中心距離呈負相關關系。在不考慮水文孔位置方向的基礎上，分別擬合得到了2者與水文孔距工作面中心距離的函數關系表達式為y=93.84exp(-x/76.93)+1.59，R2=0.99;y=669.20exp(-x/301.2)+11.85，R2=0.74。快速下降階段持續時間與鉆孔距工作面中心距離呈正相關關系，即越遠離工作面中心快速下降階段持續時間越長，且當距工作面中心距離>275 m后，該階段持續時間近似相等;2者擬合后的函數關系表達式為y=-69.93exp(-x/213.54)+71.55，R2=0.91，符合正指數關系(圖6(b))。

導水裂隙和采動發育深度大的地表裂縫是潛水含水層結構遭受損害的主要途徑[22]。由4.1.1節可知導水裂隙帶未發育至潛水含水層，不會造成潛水漏失。

圖13 地表裂縫照片Fig.13 Pictures of surface cracks

對出現在水文孔附近的采動地表裂縫進行人工觀測，結果顯示，地表裂縫發育寬度在2.0 cm以下，長度較短。對裂縫實施原位充填開挖發現，地表裂縫深度存在極限值一般不超過2.5 m。而監測區工作面內上方潛水含水層埋深3.12～8.50 m，均大于2.50 m，故地表裂縫也不會對潛水含水層結構造成直接損害。

4.2.2水位變化與地表下沉之間的耦合關系

由圖5、圖6、圖7可以看出,相同參數條件下,采用RNN模型預測出現了較大偏差并且預測趨勢與真實溫度、濕度、二氧化碳濃度的變化趨勢相差較大;GRU模型預測的趨勢與原始數據趨勢基本一致,但數值仍存在一定的偏差,說明這兩個模型預測效果均不是很理想；采用LSTM模型的環境變量預測,其預測趨勢與真實趨勢基本一致,預測值更接近于真實值,預測效果更好。綜上所述,LSTM模型對溫室大棚環境變量(溫度、濕度、二氧化碳濃度)的預測效果優于其它兩種模型,能很好地擬合真實溫度、濕度、二氧化碳濃度的變化趨勢,達到了比較理想的預測效果。

圖14 潛水位變化及地表下沉曲線Fig.14 Variation of phreatic water level and surface subsidence curve

進一步分析發現，潛水位動態變化與地表下沉速度密切相關(圖15)。2019-05-21—08-09即回采過孔前8 d至過孔后130 d，共138 d是地表下沉的活躍階段，而在活躍階段的前35 d內地表平均下沉速度達到74.3 mm/d，累計下沉量為2 605 mm(2.605 m)，占總下沉量的91.9%，是地表劇烈下沉期。而潛水位的快速下降也發生在該時間段內，且與地表下沉速度存在一定的正相關關系。當地表越過劇烈下沉期進入活躍階段后期和衰退階段，地表下沉速度減弱直至為0時。潛水位則在大氣降水和高位潛水的側向補給作用下逐漸回升，進入回升階段。

Step1：依據公式（5）或（6）計算目標用戶與k 個聚類中心之間的相似性，得到相似度向量V={ v1,v 2,v3,…,vk}。

圖15 潛水位變化及地表下沉速度曲線Fig.15 Variation of phreatic water level and curve of surface subsidence velocity

4.2.3潛水位動態變化機制探討

從圖9可以看出，在A—A′剖面線上的鉆孔(除S5孔外)潛水位均表現出“持續下降至穩定”的動態特征。從表4可以看出，潛水位持續下降至最低的時間是回采過后的131～154 d，平均為139 d;潛水位穩定后，相較于初始水位下降了0.948～2.125 m，下降速率在0.68～1.62 cm/d。表明在A—A′剖面線上，潛水含水層也具有一定的流失，且與距工作面中心的距離呈負相關關系，即距離越遠，水位降深越小，潛水流失越小。

(1)潛水含水層水位下降原因分析。結合潛水位動態變化與地表下沉耦合關系和監測區潛水滲流特征發現，地表下沉和潛水滲流出露是造成面內潛水位標高下降的主要原因。

(2)風化基巖含水層水位恢復原因分析。風化基巖水位恢復則與其失水途徑的消失和側向補給有關。隨著工作面不斷回采，面內風化基巖層下沉速度減緩，臨時性覆巖裂隙發生閉合，離層裂隙逐漸消失，失水途徑減少，在側向補給與巖層下沉雙重作用下水位開始波動回升。隨著風化基巖層逐漸穩定，下沉速度達到最低時，在監測區外圍風化基巖含水層穩定的補給作用下，面內風化基巖含水層開始穩定回升，直至恢復至初始水位。

潛水的滲流、出露:針對01工作面而言，回采方向與潛水滲流方向相反，采動引起的地表下沉加大了回采前方與后方、工作面中央和兩側潛水含水層之間的水力坡度，使得潛水向工作面中央匯流并加速向回采后方流動，進而出露地表補給地表水(圖16)，發生蒸發，間接為潛水提供了失水途徑，改變了潛水的水頭差。回采后方鉆孔的潛水含水層厚度均有不同程度的增加，表明了潛水在向后方滲流。

此外，工作面外潛水位以小于15 mm/d的速率持續穩定下降則是其向工作面內進行側向補給導致的。

(2)潛水位未完全恢復的原因分析。由圖3和16可以看出，監測區內潛水含水層分布局限，側向補給缺乏，儲量有限。側向補給量無法彌補潛水發生滲流的損失量是潛水位無法恢復的主要原因，尤其是S16孔北西側無潛水層發育使得上游潛水補給缺乏，導致面內潛水位無法恢復如初，面外潛水位無回升恢復過程，上游水文孔(S14，S15和S16)水位穩定降深大于下游水文孔穩定降深也間接表明了上游潛水在補給下游，而其本身無法得到充分補給。反言之，當潛水側向補給充足時，潛水完全可以恢復。

此次檢查共發現安全隱患八起，對有安全隱患的單位下達了整改通知書，并下發了督查通報。據了解，10天以后，該團將對整改情況進行回頭看，對重點部位進行復查，目前被檢查單位已對存在的隱患開始全面整改。□

綜上，01工作面開采潛水未發生漏失只是因煤層采動誘發的地表下沉加快了滲流速度，增大了潛水對地表水的補給量，間接改變了潛水水頭差，導致水位發生不同程度的下降。側向補給缺乏、水量有限是潛水位無法恢復至初始的主要原因。

產業與產業之間的發展都是息息相關的，能相互融合，互利互惠，聯動發展。旅游業也是如此。旅游與地產的融合，可以形成極具規模的旅游地產；旅游與農副食品加工的融合，可以雙向推動旅游經濟發展；旅游與農業的融合，可以發展休閑觀光農業；旅游與會展業的融合，可以集聚專業人士，拉動融資。

5 結 論

(1)中深埋厚煤層開采條件下，位于彎曲下沉帶內的風化基巖含水層水位表現出“先下降后回升”并恢復至初始水位的動態變化規律，含“快速下降”“回升恢復”和“穩定波動”3個階段。其中“回升恢復”階段又分為“波動回升”和“穩定回升”兩個亞階段。在水位快速下降階段，水位最大降深、平均下降速率均呈正態分布且與距工作面中心距離符合指數函數關系，水位回升恢復階段，持續時間和平均回升速率與距工作面中心距離呈負相關關系。

(2)風化基巖層劇烈下沉及其產生的臨時性不導水裂隙和離層是面內風化基巖含水層水位發生下降的主要因素。水位快速下降階段和回升階段分別對應風化基巖層下沉速度的增大和減小過程，當風化基巖層下沉速度趨于0時，臨時性不導水裂隙和離層閉合、數量減小，水位在穩定的側向補給下開始逐步回升。面外風化基巖的動態變化則與其側向補給密切相關。

(3)當潛水含水層分布局限、側向補給缺乏時，位于彎曲下沉帶的潛水含水層水位主要表現出“先下降后回升”和“持續下降至穩定”2種動態規律。這種動態變化特征與地表下沉密切相關，水位下降期與地表活躍階段早期劇烈下沉具有同時一致性，水位回升則是地表下沉進入活躍階段后期和衰退階段，下沉速度趨于零值時，潛水接受側向補給造成的;潛水位持續下降則是潛水側向滲流和補給不足造成的。

(4)中深埋厚煤層開采只要導水裂隙帶不導通風化基巖層，風化基巖含水層水和潛水含水層水就不會因導水裂隙而漏失。風化基巖水位一般可恢復，潛水含水層水位則會因采動地表移動而有所變化，但并不漏失。潛水含水層的保護不僅要關注潛水含水層的損害情況，也需著重研究采動地表下沉造成的潛水水頭變化及其附加的滲流場變化，從滲流場及其補、徑、排的角度出發實現潛水保護。

責任心極強的嘉慶皇帝非常焦急。他堅持厲行懲貪，對貪官發現一個，撤換一個，絕不手軟。從嘉慶七年到嘉慶十年，大大小小的貪官，又查出了幾十個。可是腐敗的勢頭，仍然沒有絲毫減弱。各地基層政府的財政虧空仍然越來越多。

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